158
Đôi khi chỉ qua một ngày đêm khí áp tại một điểm nào đó biến đổi đến 20
–
30mb. Thậm
chí qua 3 giờ khí áp có thể biến đổi 5mb hay hơn nữa. Đường biến thiên của khí áp trên khí áp
ký có dạng gần giống hình sóng: trong khoảng thời gian nào đó (khoảng vài giờ hay vài chục
giờ), khí áp khi giảm nhanh, khi giảm chậm, sau lại tăng lại giảm và v.v Vì vậy người ta còn
gọi sự biến đổi của khí áp này là dao động của khí áp (hay áp triều).
Trong quan trắc khí tượng người ta thường xác định đại lượng biến đổi của khí áp trong
kho
ảng thời gian 3 giờ trước kỳ quan trắc. Đại lượng này được gọi là khuynh hướng khí áp.
Sự biến đổi của khí áp trong một ngày ít
nhiều có tính chu kỳ. Biến trình ngày của khí áp
là biến trình kép: những giá trị cực đại thường
thấy hai lần trong ngày: trước buổi trưa và trước
nửa đêm (khoảng 9
–
10 và 21
–
22 giờ địa
phương). Còn những giá trị cực tiểu thấy vào sau
buổi trưa (khoảng 3
–
4 giờ) (Hình 6.6). Biến
trình ngày của khí áp biểu hiện rõ ở miền nhiệt
đới, nơi biên độ (hiệu giữa những giá trị cao nhất
và thấp nhất trong ngày) tính trung bình có thể
đạt tới 3
–

Nói một cách khác, giá trị chuẩn sai khí áp có phạm vi không gian. Điều đó dễ hiểu, vì những
Hình 6.6
Biến trình ngày của khí áp theo giá trị chuẩn sai 159
giá trị chuẩn sai khí áp có liên quan với đặc điểm của hoạt động xoáy thuận trên phạm vi rộng
lớn.
6.2 TRƯỜNG GIÓ
6.2.1 Tốc độ gió
Ta đã rõ, gió là chuyển động ngang của không khí tương ứng với bề mặt Trái Đất. Thông
thường người ta chỉ lưu ý đến thành phần ngang của chuyển động này, song đôi khi nói về
chuyển động đi lên (thăng) hay đi xuống (giáng) người ta cũng tính đến thành phần thẳng
đứng. Gió được đặc trưng bằng vectơ tốc độ. Trong thực tế, tốc độ gió chỉ biểu thị đại lượng
trị số tốc độ, chính trị số này ta sẽ gọi là tốc độ gió, còn hướng của vectơ tốc độ là hướng gió
–
hướng từ đâu gió thổi tới.
Tốc độ gió biểu thị bằng m/s; km/h (nhất là trong hàng không) và bằng nút (1kts = 0,5
m/s).
Ngoài ra còn có bảng tốc độ gió (hay lực gió) tính bằng cấp theo bảng Bôpho. Theo bảng
này toàn bộ tốc độ gió có thể chia làm 12 cấp. Bảng Bôpho liên hệ lực của gió với những hiệu
ứng khác nhau của gió như mức độ gây sóng trên biển, sự lay động của cành và thân cây, sự
lan truyền của khói v.v
Mỗi cấp của b
ảng đều mang một tên nhất định. Ví dụ, cấp không của bảng Bôpho tương
ứng với gió lặng, nghĩa là hoàn toàn không có gió. Gió cấp 4 theo bảng Bôpho gọi là gió vừa
và tương ứng với tốc độ 5
–
7 m/s; gió cấp 7 là gió mạnh với tốc độ 12
–

–
12m, gió đo được gọi là gió mặt
đất. 160

6.2.2 Hướng gió
Cần nhớ, khi nói về hướng gió, ta muốn chỉ hướng từ đâu gió thổi tới. Có thể chỉ hướng
gió bằng điểm trên đường chân trời từ đó gió thổi tới hoặc hướng gió tạo nên với kinh tuyến
địa phương nghĩa là góc phương vị. Trong trường hợp đầu người ta phân biệt 8 hướng chính
trên đường chân trời: bắc, đông bắc; đông, đông nam, nam, tây nam, tây, tây bắc và 8 hướng
phụ
giữa chúng: bắc đông bắc, đông đông bắc, đông đông nam, nam đông nam, nam tây nam,
tây tây nam, tây tây bắc, bắc tây bắc (Hình 6.7).
Mười sáu hướng chỉ hướng từ đâu gió thổi tới có những ký hiệu viết tắt bằng tiếng Việt
và tiếng quốc tế (tiếng Anh) sau đây: nếu hướng gió được đặc trưng bằng góc của hướng với
kinh tuyến thì trị số góc sẽ tính từ phía bắc theo chi
ều kim đồng hồ. Như vậy hướng bắc sẽ
tương ứng với 360
o
, hướng đông bắc 45
o
, hướng đông 90
o
, hướng nam 180
o
, hướng tây 270
o
.

WSW
Nam
Nam Đông Nam
Tây Nam
Tây Tây Nam
W
WNW
NW
NNW
Tây
Tây Tây Bắc
Tây Bắc
Bắc Tây Bắc
Hình 6.7
La bàn gió và 16 hướng gió chính
Tuy nhiên, ngay khi đã lấy trung bình, ở mỗi nơi
trên Trái Đất hướng gió cũng biến đổi liên tục còn ở
những nơi khác nhau vào cùng một thời điểm hướng
khác nhau. Ở một số nơi, gió với những hướng khác
nhau qua một khoảng thời gian dài hầu như có cùng
một tần suất, sự thịnh hành của một số hướng gió với
các hướng khác trong một mùa hay trong năm. Điều
đó ph
ụ thuộc vào những đặc điểm hoàn lưu chung của
khí quyển và một phần vào những điều kiện địa hình
của địa phương.

Hình 6.8
Hoa gió với gió lặng 6% và các hướng gió có
tần suất lớn là Bắc, Đông Bắc và Tây Nam

m đó. Như
vậy đường dòng là đường mà tại mỗi điểm của nó vectơ gió tiếp tuyến với nó. Đường dòng
càng xít nhau nếu tốc độ gió ở đó càng lớn.
Bằng phương pháp đó ta được hệ thống các đường dòng trên bản đồ (Hình 6.9), nhìn
phác qua có thể biết được ở mỗi khu vực vào thời điểm nào đó, không khí chuyển động như
thế nào.
Cần nhớ rằng, tr
ường đường dòng đối với kỳ quan trắc nhất định chính là bức tranh tức
thời của trường gió. Không nên lẫn đường dòng với quĩ đạo của hạt khí. Vấn đề là ở chỗ,
trường gió thường biến đổi theo thời gian và do đó sự phân bố của đường dòng cũng biến đổi.
Mỗi hạt khí qua một thời gian ngắn đi qua một quãng đường trong trường gió biến đổi và vì
vậ
y quỹ đạo của nó không trùng với đường dòng vẽ cho một thời điểm nhất định. Chỉ khi nào
trường gió ổn định, nghĩa là sự phân bố của gió trong trường dòng không biến đổi theo thời
gian, đường dòng và quĩ đạo của các hạt khí mới trùng nhau. Trong trường hợp đó trường khí
áp phải ổn định theo thời gian.
Có thể vẽ đường dòng trung bình, chẳng hạn theo hướng gió thịnh hành hay theo gió tổng
hợp qua thờ
i kỳ nhiều năm. Ở một số khu vực trên bản đồ, đường dòng xít lại, hội tụ và ở một
khu vực khác chúng phân kỳ (Hình 6.9 trái). Có khi các đường dòng hội tụ lại ở một điểm gọi
là điểm hội tụ, dường như chúng tập trung vào điểm đó từ các hướng khác nhau trong xoáy 162
thuận, hay ngược lại, chúng phân tán theo mọi hướng từ một điểm gọi là điểm phân kỳ trong
xoáy nghịch.

Hình 6.9
Đường dòng phân kỳ (đường cong) và véc tơ gió tiếp tuyến với đường dòng (a)
đường hội tụ một chiều (b)

xoáy thuận (a) và chuyển động phân kỳ và dòng giáng và thời tiết quang mây
trong khu vực xoáy nghịch (b)
Sự hội tụ và phân kỳ là bản chất của trường gió do sự phân bố của khí áp. Các đường
dòng hội tụ hay phân kỳ một phần là do ảnh hưởng của ma sát đối với không khí chuyển
động. Nhưng sự hội tụ và phân kỳ cũng có thể có liên quan với hình thế hay địa hình của mặt
trải dưới. Nếu không khí chuyển động theo lòng khe hẹp dần lại, chẳng hạn như giữa các dãy
núi, các đườ
ng dòng sẽ hội tụ lại; nếu chuyển động theo lòng khe mở rộng dần các đường
dòng sẽ phân kỳ.
Sự hội tụ trên quy mô lớn như trên dải hội tụ nhiệt đới hay trong khu vực xoáy thuận tạo
dòng thăng với tốc độ chỉ vài cm/s. Chuyển động thăng đưa một khối lượng không khí lớn lên
cao, nhiệt độ không khí giảm và tới mức trạng thái bão hoà tạo nên các hệ thống mây r
ất lớn
hình rẻ quạt hay hình sừng như trong trường hợp xoáy thuận front hay đới mây với chiều
ngang hai ba trăm kilomet và chiều dài vài nghìn kilomet như trong trường hợp dải hội tụ
nhiệt đới.
6.2.4 Sự biến đổi của tốc độ gió và hướng gió do chuyển động rối và địa hình
Hướng và tốc độ gió biến đổi rất nhanh và liên tục, dao động xung quanh những đại
lượng trung bình nào đó. Nguyên nhân của những dao động (nhiễu động) của gió là do tính
rối. Nhưng sự dao động này có thể ghi lại được bằng máy tự ghi có độ nhạy cao. Gió có sự
dao động tốc độ và hướng biểu hiện rõ gọi là gió giật. Khi gió có độ giật rất lớn, người ta gọi
là tố.
Khi quan trắc gió hàng ngày trên các trạm, ngườ
i ta xác định hướng và tốc độ gió trung
bình trong khoảng thời gian vài giây. Khi quan trắc theo máy đo gió Vild quan trắc viên phải
theo dõi dao động của tiêu gió trong hai phút và theo dõi dao động của bảng gió Vild cũng
trong hai phút, kết quả xác định được hướng và tốc độ trung bình của gió trong khoảng thời
gian đó. Phong kế có thể xác định tốc độ gió trung bình trong khoảng thời gian bất kỳ.
Mặt khác, việc nghiên cứu tính giật của gió cũng đáng chú ý. Tính giật có thể đặc trưng
b

Gió mạnh lên đáng kể khi thổi vào lòng địa hình thu hẹ
p lại, chẳng hạn như giữa hai dãy
núi. Khi đó, thiết diện thẳng của luồng gió giảm đi, nhưng qua thiết diện nhỏ đó cũng có một
lượng không khí như trước chuyển động nên tốc độ gió tăng.
6.3 GIÓ ĐỊA CHUYỂN
Có thể biểu diễn chuyển động đơn giản nhất của không khí một cách lí thuyết dưới
dạng chuyển động thẳng, đều, không có ma sát. Người ta gọi chuyển động đó với lực lệch
hướng do sự quay của Trái Đất (lực Coriolis) khác không là gió địa chuyển.
Ở Bắc Bán Cầu trong gió địa chuyển lực gradien khí áp ( – 1/
ρ)∂p/∂n gây chuyển động
cân bằng với lực Coriolis do sự quay của Trái Đất A = 2
ωsinϕ. Do giả thiết chuyển động là
chuyển động đều, hai lực này, lực gradien
khí áp và lực Coriolis có trị số bằng nhau và
ngược hướng nhau (Hình 6.12).
Như trên đã nói, ở Bắc Bán Cầu, lực
Coriolis vuông góc với tốc độ về phía phải.
Từ đó thấy rõ là theo trị số lực gradien khí
áp bằng lực Coriolis và lực gradien khí áp
hướng vuông góc với tốc độ về phía trái. Do
đường đẳng áp hướng vuông góc với gradien
khí áp nên gió địa chuyể
n thổi dọc theo
đường đẳng áp, khi đó khu vực áp thấp ở
phía trái của chuyển động sao cho áp cao
luôn ở phía phải chuyển động (Hình 6.12). Ở Nam Bán Cầu lực Coriolis về phía trái. Ta dễ

Hình 6.12
Sơ đồ gió địa chuyển (V) trong trường các đường đẳng
áp thẳng với sự cân bằng giữa lực gradien khí áp (G),

=
∂
(6.2)
Điều đó có nghĩa là tốc độ gió địa chuyển tỷ lệ thuận với trị số của lực gradien khí áp.
Gradien khí áp càng lớn, nghĩa là các đường đẳng áp càng xít, gió càng mạnh.
Ta hãy đưa vào công thức trên những trị số của mật độ không khí dưới điều kiện
chuẩn của khí áp, nhiệt độ trên mực biển và trị số tốc độ gió bằng m/s, còn gradien khí áp
bằng mb/100km. Khi đó sẽ được công th
ức dưới dạng thực dụng thuận lợi khi xác định tốc
độ gió địa chuyển ở mặt đất (trên mực biển) theo giá trị gradien:

4.8
( ) [ /100 ).
sin
dc
mp
Vmbkm
sn
Δ
ϕΔ
= (6.3)
Chẳng hạn, với gradien khí áp bằng 1mb/100km ở vĩ độ 55
0
, ta sẽ có V
đc
= 5,8m/s; với
gradien là 2mb/100km, tốc độ gió địa chuyển lớn gấp đôi v.v Gió ở mặt đất ít nhiều khác
biệt với gió địa chuyển về tốc độ và hướng. Điều đó là do ở mặt đất có lực ma sát tác động,
đối với gió địa chuyển ta giả thiết bằng không nhưng thực ra lực ma sát bề mặt có giá trị
tương đối lớn.

ngược hướng
. Hình 6.13
Trái: Lực tác động trong mô hình gió gradien trong xoáy thuận (a) và trong xoáy nghịch (b) Vectơ gió
gradien tiếp tuyến với đường đẳng áp theo chiều kim đồng hồ trong xoáy nghịch và ngược chiều kim
đồng hồ trong xoáy thuận.
Phải: Với cùng gradien khí áp gió gradien trong xoáy nghịch mạnh hơn gió địa chuyển, gió gradien
trong xoáy thuận yếu hơn gió địa chuyển G
–
lực gradien khí áp; (A)
–
lực lệch hướng do sự quay của
Trái Đất (lực Coriolis); C
–
lực ly tâm
Điều đó có nghĩa là gradien khí áp hướng vuông góc với vectơ tốc độ. Do tiếp tuyến với
đường đẳng áp và vuông góc với gradien khí áp nên gió thổi dọc theo đường đẳng áp sao cho
khí áp thấp ở bên trái chuyển động.

Người ta gọi trường hợp lý tưởng của chuyển động đều của không khí theo quỹ đạo tròn
không tính lực ma sát là gió gradien (hay gió địa chuyển xoáy). Từ những điều trình bày ở
trên, ta thấy rõ gió gradien có quỹ đạo trùng với các đường đẳng áp. Gió gradien thổi hướng
theo đường đẳng áp tròn.
Người ta thường kết hợp khái niệm gió địa chuyển với khái niệm gió gradien, và coi gió
địa chuyển là trường hợp riêng của gió gradien với bán kính của đường đẳng áp l
ớn vô cùng.
Trong hệ thống khí áp thấp với các đường đẳng áp tròn đồng tâm, gradien khí áp hướng
theo bán kính từ ngoài rìa vào trung tâm. Điều đó có nghĩa là, ở trung tâm của hệ thống khí áp

Tốc
độ gió gradien V
gr
xác định từ phương trình bậc hai:

2
1
2sin 0.
gr
gr
V
p
V
nr
ωϕ
ρ
∂
−− −=
∂
(6.4)
Ý nghĩa của phương trình này là cả ba lực (lực gradien, lực lệch hướng, lực li tâm) cân
bằng với nhau. Dấu cộng tương ứng với gió gradien trong xoáy thuận, còn dấu trừ tương ứng
với gió gradien trong xoáy nghịch.
Từ đó, ta dễ dàng rút ra là với cùng trị số gradien khí áp, tốc độ gió gradien trong xoáy
thuận nhỏ hơn, còn ở trong xoáy nghịch lớn hơn tốc độ gió trong trường hợp các đường đẳng
áp thẳng, nghĩa là l
ớn hơn gió địa chuyển. Tốc độ gió tỉ lệ thuận với lực lệch hướng. Tuy
nhiên, trong trường hợp xoáy nghịch, lực Coriolis lớn hơn, còn trong trường hợp xoáy thuận
nhỏ hơn so với lực gradien. Vì vậy, với cùng trị số gradien khí áp, tốc độ gió trong xoáy
nghịch lớn hơn trong xoáy thuận.

theo gradien khí áp lệch về phía nào của gradien nhiệt độ. Vì vậy, theo chiều cao gió thực
quay sang phải hay sang trái và tiến gần trùng với hướng của đường đẳng nhiệt.Hình 6.14
Gió nhiệt
Vo
–
gió ở mực dưới ;
∇v
–
gió nhiệt;
V
–
gió ở mực trên
Ở phần phía đông (phần đầu) xoáy thuận nơi gradien khí áp hướng về phía tây, còn
gradien nhiệt độ hướng về phía bắc, theo chiều cao gió quay sang phải và tiến gần tới đường
đẳng nhiệt. Ở phần đuôi (phần phía tây) xoáy thuận
–
theo chiều cao gió quay sang trái. Trong
xoáy nghịch tình hình ngược lại.
Nói một cách chặt chẽ, lý thuyết gió nhiệt chỉ dùng cho gió gradien. Tuy vậy những quy
luật đã tìm ra cũng hoàn toàn đúng trong những điều kiện thực của khí quyển.
6.6 LỰC MA SÁT
Trong khí quyển, ma sát cũng là lực gây gia tốc âm đối với chuyển động không khí, nghĩa
là nó làm chậm cũng như thay đổi hướng của chuyển động không khí.
Có thể coi lực ma sát trong khí quyển có hướng ngược với vectơ tốc độ gió. Lực ma sát
có giá trị lớn nhất ở gần mặt đất, theo chiều cao nó giảm và đến mực khoảng 1000m thì trở
nên không đáng kể so với các lực khác tác động lên chuyển động của không khí. Vì v
ậy, bắt

ảm
tốc độ gió do ma sát nhỏ hơn trên đất liền, tốc
độ gió thực bằng khoảng hai phần ba tốc độ gió
địa chuyển.
Lực ma sát cũng ảnh hưởng tới hướng gió.
Ta hãy giả thiết chuyển động thẳng đều của
không khí khi có ma sát. Điều đó có nghĩa là ba
lực: gradien khí áp, lực Coriolis và lực ma sát (Hình 6.15) phải cân bằng nhau.
Vì lực ma sát hướng ngược với vectơ tốc độ nên nó không nằm trên cùng mộ
t đường
thẳng với lực lệch hướng. Vì vậy, lực gradien khí áp cân bằng với hai lực kể trên không thể
nằm cùng trên một đường thẳng với lực lệch hướng.
Như trên hình 6.15, lực gradien khí áp không vuông góc với vectơ tốc độ gió mà làm với
nó một góc nhọn. Nói một cách khác, vectơ tốc độ gió không hướng theo đường đẳng áp. Nó
cắt đường đẳng áp và lệch về phía phải, tạo với nó một góc nhỏ hơ
n góc vuông. Trong trường
hợp này, vectơ tốc độ gió có thể phân tích thành hai thành phần
–
dọc theo đường đẳng áp và
theo hướng bán kính của đường đẳng áp.
Nếu giả thiết chuyển động đều của không khí, theo đường đẳng áp tròn khi có lực ma sát,
ta cũng sẽ rút ra kết luận tương tự. Trong trường hợp này, lực ma sát cũng không trùng với
lực lệch hướng. Vectơ tốc độ gió cũng sẽ lệch với đường đẳng áp và có thành phần hướng
theo gradien khí áp.
Trong xoáy thuận, gradien khí áp hướng từ ngoài vào trung tâm, gió cũng có thành phần
hướng về phía trung tâm. Nó kết hợp với thành phần hướng theo đường đẳng áp ngược chiều
kim đồng hồ. Vì vậy, ở những lớp dưới cùng trong khu vực xoáy thuận, gió thổi ngược chiều
kim đồng hồ từ phía ngoài rìa vào trung tâm. Trong xoáy nghịch, thành phần hướng theo
đường đẳng áp sẽ thuận chiều kim đồng hồ và kết hợp với nó là thành phần hướng theo
gradien khí áp từ trung tâm ra phía ngoài rìa.

o
trên biển và tới
45
o
trên lục địa (Hình 6.16, phải). Nguyên lý này đã được tìm ra bằng thực nghiệm, ngay vào
nửa đầu thế kỷ thứ 19 và có tên là định luật khí áp của gió hay định luật Bâysbalo.
Tương tự, gió thực trong khí quyển tự do (ở Bắc Bán Cầu) luôn thổi gần theo các đường
đẳng áp sao cho khí áp thấp ở phía trái và lệch với gradien khí áp về phía phải một góc xấp xỉ
90
o
. Điều này có thể coi là sự mở rộng của định luật khí áp của gió đối với khí quyển tự do
Rõ ràng là định luật khí áp của gió mô tả những tính chất của gió thực gần với những tính
chất của gió địa chuyển và gió địa chuyển có ma sát. Như vậy, những quy luật chuyển động
của không khí đối với những điều kiện lý thuyết đơn giản hoá nói trên, cơ bả
n vẫn dùng với
những điều kiện thực phức tạp hơn. Chẳng hạn, gió ở mặt đất lệch với gradien khí áp tương tự
như gió địa chuyển có ma sát. Đồng thời, mặc dù đường dòng ở mặt đất trong xoáy thuận và
xoáy nghịch không phải là những đường xoắn hình học, song đặc tính của chúng vẫn có dạng
xoắn hội tụ vào tâm trong xoáy thuận và phân kỳ từ tâm trong xoáy nghịch.
Trong khí quyể
n tự do, mặc dù các đường đẳng áp và đường dòng không có dạng hình
học rõ và chuyển động của không khí có gia tốc, gió vẫn thổi gần theo hướng các đường đẳng
áp với tốc độ gần bằng tốc độ gió địa chuyển.
Độ lệch của gió thực trong khí quyển tự do so với gió gradien tuy rất nhỏ song có giá trị
quyết định đối với sự biến thiên của khí áp.
Như ta đã biết, khí áp trên mỗi mực b
ằng trọng lượng của cột không khí nằm trên, nghĩa
là tỉ lệ thuận với khối lượng của không khí trong cột. Sự giảm khối lượng trong cột khí trên
địa điểm nào đó làm cho khí áp giảm, sự tăng khối lượng trong cột làm cho khí áp tăng.
Trong khí quyển tự do, trên mỗi mực, sự biến đổi của khối lượng không khí còn do

khí quyển tự do, khi đó có thành phần gió hướng ngược gradien khí áp.
6.8 FRONT TRONG KHÍ QUYỂN
Trong khí quyển thường hình thành những điều kiện, trong đó hai khối khí với những
tính chất khác nhau nằm cạnh nhau và được ngăn cách bởi đới chuyển tiếp hẹp. Khi đi từ khối
khí này sang khối khí khác qua đới front, nhiệt độ, gió, độ ẩm không khí ít nhiều có sự biến
đổi đột ngột. 172
Đới front luôn có chiều rộng và bề dầy nhất định tuy rất nhỏ so với kích thước của các
khối khí mà nó ngăn cách. Vì vậy, lý tưởng hoá những điều kiện tức là ta có thể coi front như
mặt ngăn cách giữa các khối khí. Khi gặp mặt đất, mặt front tạo nên đường front, người ta
cũng thường gọi tắt là front. Trong điều kiện lý tưởng hoá cũng có thể coi front là đường đột
biến.
Một
điều rất quan trọng là các mặt front nằm nghiêng trong khí quyển. Lý thuyết và kinh
nghiệm chỉ rõ là góc nghiêng của mặt front so với mặt đất nhỏ, khoảng vài phút. Tang của góc
nghiêng gọi tắt là độ nghiêng của front có giá trị khoảng từ 0,01 đến 0,001. Như vậy, trong
khí quyển front nằm rất thoải. Cách xa đường front khoảng vài trăm km mặt front chỉ ở độ
cao khoảng vài kilômet. Trên hình 6.17 là hệ thống mây front trên ảnh mây vệ tinh kênh thị
phổ (nhìn thấy) với h
ệ thống đường đẳng áp trong xoáy thuận và hệ thống front cố tù.
Mặt khác, không khí do mặt front ngăn cách không chỉ nằm cạnh nhau mà còn nằm trên
nhau, không khí lạnh nằm dưới không khí nóng dưới dạng cái nêm. Front trong khí quyển
không tồn tại bất biến, chúng xuất hiện, phát triển, mạnh lên hay tan đi, song điều kiện hình
thành đối với chúng luôn tồn tại trong khí quyển và vì vậy, front không phải là hiện tượng
ngẫu nhiên mà là hiện tượng xảy ra hàng ngày trong khí quyển.
Thông thườ
ng, cơ chế hình thành front (sự sinh front) trong khí quyển là cơ chế động
học: Front hình thành dưới tác động của trường chuyển động không khí; trong đó các khối khí

chuyển động về phía trước và không khí nóng lùi dần hoặc bị không khí lạnh đang lấn tới đẩy
lên cao. Người ta gọi front này là front lạnh.
Sự di chuyển của front lạnh qua địa phương sẽ gây nên sự thay thế không khí nóng bằng
không khí lạnh, sự giảm nhiệt độ và những sự biến đổi đột ngột của các yếu tố khí tượng
khác. Trong đới front trong chuyển động của không khí xuất hiện các thành phần thẳng đứng.
Trường hợp quan trọng hơn cả là khi không khí nóng trượt lên cao, nghĩa là đồng thời với
chuyển động theo chiều nằm ngang, không khí nóng còn chuyển động vượt lên cao trên nêm
không khí lạnh. Chính sự phát triển của các hệ thống mây cho mưa dọc theo mặt front có liên
quan với hiện tượng này.
Trong front nóng chuyển động trượt lên cao cuốn cả những lớp không khí nóng rất dày.
Trên toàn bộ m
ặt front xuất hiện hệ thống mây cao tằng, tằng tích cho mưa dầm trên phạm vi
rất rộng. Trong front lạnh, chuyển động trượt lên cao của không khí nóng bị hạn chế trong
một dải hẹp, đặc biệt là trước nêm không khí lạnh nơi không khí nóng bị không khí lạnh đẩy
lên cao. Ở đây mây phần lớn có đặc tính của mây vũ tích cho mưa rào và dông.
Trong khí quyển, khi xoáy thuận phát triển còn xuất hiện cả những front tập hợp phứ
c tạp
hơn do sự kết hợp của hai hay nhiều mặt front. Đó là front cố tù. Chúng cũng liên quan với
những hệ thống mây nhất định.
Một điều rất quan trọng là tất cả front đều liên quan với rãnh trong trường khí áp. Trong
trường hợp front bất động, các đường đẳng áp trong rãnh song song với chính front. Nhưng
đối với các front nóng và front lạnh, các đường đẳng áp khi gặp front nằm trên trục rãnh
thường có dạng chữ V latinh. 174
Vì vậy, khi đi qua front gió ở nơi nào đó sẽ đổi hướng theo chiều kim đồng hồ; chẳng
hạn, trước front gió có hướng đông nam, sau front gió sẽ đổi hướng sang hướng nam, tây nam
hay tây. Vào mùa đông front lạnh nằm dọc theo rìa phía Nam của áp cao Siberi. Không khí
lạnh cùng cao áp Siberi di chuyển từ phía Nam Trung Quốc về phía Việt Nam. Front lạnh này


Hình 6.18
Dòng xiết trong đới gió tây với sống và rãnh trên cao cùng khu vực hội tụ sau rãnh
và khu vực phân kỳ trước rãnh. Phần phía dưới khu vực dòng hội tụ là dòng không 175
khí lạnh giáng và khu áp cao mặt đất, phía dưới khu vực phân kỳ là áp thấp và
dòng thăng theo dòng dẫn đường trên cao nên di chuyển từ tây sang đông, mũi tên
kép là hướng di chuyển của xoáy thuận
Do những front cơ bản
–
front ôn đới và front băng dương
–
chủ yếu nằm theo vĩ tuyến,
hơn nữa không khí lạnh thường ở vĩ độ cao hơn, dòng xiết thường thấy ở những vĩ độ cao
hơn. Dòng xiết miền ôn đới thường thấy ở độ cao khoảng 9
–
12 km còn dòng xiết miền cận
nhiệt nằm cao hơn, tại mực 15
–
16 km. Rìa phía bắc dòng xiết có độ cong xoáy thuận do nằm
ở rìa xoáy thuận hành tinh. Đặc trưng cho phần này của dòng xiết là chuyển động thăng mạnh,
mây đối lưu phát triển; trên ảnh mây vệ tinh rìa phía bắc có màn mây sắc nét hơn rìa phía
Nam dòng xiết đặc trưng bởi độ xoáy xoáy nghịch, dòng giáng và mây tích ít phát triển.
176
Chương 7

S
Khí áp (mb)
1014 1012 1019 1012 1010 1012 1018 989 991
Hướng gió NE SW NE ENE ESE SE NW SE
Nếu coi Trái Đất như một hành tinh, nghĩa là coi như không có sự phân biệt lục địa và
biển ta sẽ có được những đới khí áp và đới gió hành tinh như minh họa trên hình 7.1. Dòng
dưới cùng là hướng gió thịnh hành ở mặt đất trong các đới giữa những vĩ độ đã dẫn. Cần lưu
ý, ở đây chưa loại trừ thành phần kinh hướng.
Ở hai Bán Cầu là hai đới áp cao cận nhiệt, hai đới áp thấp ôn đới và hai đớ
i áp cao cực.
Trên thực tế lục địa và biển đã chia cắt các đới khí áp này thành các trung tâm khí áp. Từ rìa
hướng về phía xích đạo của áp cao cận nhiệt hai bán cầu gió thổi về phía đới áp thấp xích đạo.
Hai đới gió này là hai đới tín phong. Tín phong Bắc Bán Cầu có hướng đông bắc, còn tín
phong Nam Bán Cầu có hướng đông nam do tác động của lực Coriolis (lực lệch hướng do sự
quay của Trái Đất) về phía phải chuyển động ở Bắc Bán Cầ
u và về phía trái chuyển động ở
Nam Bán Cầu. 177
.
Hình 7.1
Các đới gió và đới khí áp hành tinh ở mặt đất
Từ rìa hướng về phía cực của áp cao cận nhiệt không khí nhiệt đới thổi về miền ôn đới
còn không khí lạnh khô miền ôn đới thổi về phía cận nhiệt và nhiệt đới. Từ áp cao cực về phía
miền ôn đới là gió đông bắc ở Bắc Cực và đông nam ở Nam Cực.
Ở miền vĩ độ trung bình, hệ thống front băng dương và front cực hoạt động mạnh (đường
sóng trên hình 7.1). Phía bắ
c front là khối khí cực và băng dương lạnh xâm nhập sâu về phía
nam. Phía nam front cực dòng khí nóng ẩm di chuyển về phía cực và được nâng từ từ lên cao

178
Trên cao, phân bố khí áp đơn giản hơn nhiều so với mặt đất: trên cực là áp thấp hành tinh
có tâm ở cực với đới gió tây và dòng xiết gió tây miền vĩ độ trung bình ở rìa áp thấp này. Ở
phần rìa hướng về phía xích đạo của áp thấp hành tinh trên cao là các áp cao cận nhiệt kéo dài
theo vĩ tuyến với dòng khí hướng đông cơ bản của miền nhiệt đới ở phía hướng về xích đạo
của áp cao liên quan với dòng xiết gió đông (Hình 7.9).
Ở phần rìa hướng về phía cực là dòng
gió tây cận nhiệt với dòng xiết cận nhiệt đới nằm ở gần đỉnh tầng đối lưu nhiệt đới. Hai dòng
xiết, dòng xiết cận nhiệt (SJ: Subtropical Jet Stream) nằm ở nơi đứt đoạn của đỉnh tầng đối
lưu nhiệt đới, kết quả của sự hội tụ của đới gió tây trên cao miền ôn đới và đới gió tây nam
của rìa phía bắc cao áp cận nhiệt. Dòng xiết mạnh hơn là dòng xiết cực (PJ: Polar Jet Stream)
là dòng xiết trong đới gió tây ở rìa hướng về phía xích đạo của xoáy thuận hành tinh. Trên
cao, dòng xiết này mạnh hơn và mở rộng hơn. Hai dòng xiết này chính là nguồn dự trữ năng
lượng cho các xoáy nhỏ trên mặt đất.
Tình hình nói trên không xảy ra ở các vĩ độ thấp. Điều đó là do khí áp cao nhất ở phần
trên tầng đối lưu không phải ở
trên xích đạo. Đới cao áp cận nhiệt theo chiều cao xê dịch về
phía xích đạo, song trục của nó ở phần trên tầng đối lưu vẫn nằm hơi xa xích đạo. Từ đó ta
thấy trong đới hẹp gần xích đạo, chủ yếu nằm ở bán cầu mùa hè, gradien khí áp kinh hướng ở
phần trên tầng đối lưu hướng về phía xích đạo. Điều đó có nghĩa là, ở đây, trong phần trên
tầng
đối lưu và phần dưới tầng bình lưu gió đông chiếm ưu thế.
Vào mùa hè trong tầng bình lưu, sự phân bố trung bình của nhiệt độ theo kinh tuyến
ngược với sự phân bố nhiệt độ ở tầng đối lưu. Tầng bình lưu trên cực nóng hơn tầng bình lưu
trên miền nhiệt đới nhiều. Bắt đầu từ mực 12
–
14km nhiệt độ thấp nhất quan sát thấy trên
xích đạo, nhiệt cao nhất ở trên cực. Vì vậy, gradien khí áp kinh hướng trong tầng bình lưu
mùa hè theo chiều cao cũng đổi sang hướng từ cực về phía xích đạo. Song sự biến đổi này
không bắt đầu ngay từ đỉnh tầng đối lưu. Ban đầu, gradien khí áp kinh hướng yếu đi do ảnh

Trái Đất, xoáy thuận chiếm
ưu thế so với xoáy nghịch và ở đó trên bản đồ thường thấy những
trung tâm hoạt động với khí áp thấp (chẳng hạn như khu áp thấp Island ở Bắc Đại Tây
Dương). Ngược lại, ở những nơi khác, xoáy nghịch thấy thường xuyên hơn xoáy thuận và trên
bản đồ ở những nơi này có những trung tâm hoạt động với khí áp cao.
Trên bản đồ tháng 1 (Hình 7.2) phân biệt rõ dải áp thấp xích đạo vớ
i khí áp nhỏ hơn
1015mb. Trong dải áp thấp này có ba khu vực áp thấp riêng biệt với những đường đẳng áp
khép kín ở Nam Mỹ, Nam Phi, châu Úc và Inđônêsia. Khí áp ở trung tâm những khu vực này
nhỏ hơn 1010mb. Cần lưu ý là những nơi có khí áp thấp nhất trong dải áp thấp xích đạo vào
tháng 1 không nằm ngay trên xích đạo, mà nằm tương đối xa xích đạo khoảng vĩ tuyến 15
o
S
trên lục địa bị đốt nóng thuộc Nam Bán Cầu (khi đó ở đây là mùa hè).

Hình 7.2
Trường áp trong hệ thống các dòng khí mặt đất. Tháng 1. Đường đẳng áp (đường liền); Đường chí
tuyến bắc và chí tuyến nam, ranh giới vòng cung cực (đường gạch) 1
–
Front Băng Dương; 2
–
Front
cực; 3
–
Front tín phong hay đoạn front cực ở miền cận nhiệt và nhiệt đới
Về hai phía của dải áp thấp xích đạo là những dải cao áp cận nhiệt, song những dải cao áp
này thường phân thành những xoáy nghịch cận nhiệt đới riêng biệt với những đường đẳng áp
khép kín. Những xoáy nghịch này biểu hiện đặc biệt rõ trên ba đại dương Nam Bán Cầu (các
trung tâm ở 30
–

thuộc Bắc Bán Cầu cũng có những khu vực áp thấp trên đại dương Island ở Bắc Đại Tây
Dương và Aleut ở bắc Thái Bình Dương v
ới khí áp trung tâm thấp hơn 1000mb. Trên lục địa
châu Á, khu vực Bắc Mỹ là các áp cao mùa đông như trên đã nhắc đến và áp cao Canada với
khí áp ở tâm lớn hơn 1020mb.
Ở miền cực, khí áp cao so với miền cận cực. Khu cao áp trên lục địa châu Nam Cực là
xoáy nghịch châu Nam Cực, biểu hiện đặc biệt rõ. Ở Bắc Bán Cầu khí áp cao hơn miền ôn đới
nhưng chênh lệch khí áp không lớn. Trên Greenland mới có đường đẳng áp khép kín với trị số
1000mb, gi
ới hạn khu vực có khí áp tương đối cao.
Vào tháng 7 (Hình 7.3), khu áp thấp xích đạo di chuyển về phía bắc và khí áp thấp nhất
trên Trái Đất không phải ở Nam Bán Cầu mà ở Bắc Bán Cầu vào tháng này là mùa hè. Các
trung tâm thấp áp lục địa được đốt nóng thuộc Bắc Bán Cầu nên di chuyển rất xa lên phía bắc.

Hình 7.3
Trường áp trong hệ thống các dòng khí mặt đất. Tháng 7 (Ký hiệu như trên hình 7.2) 181
Các dải cao áp ở miền cận nhiệt đới cũng biểu hiện rõ ở Nam Bán Cầu vào tháng này
(mùa đông). Các xoáy nghịch cận nhiệt ở miền nhiệt đới và cận nhiệt không những bao trùm
ba đại dương mà còn lan ra trên lục địa lạnh. Mùa hè ở Bắc Bán Cầu, xoáy nghịch mặt đất vẫn
chỉ thấy trên hai đại dương. Trên bản đồ ta thấy rõ các trung tâm này ở phía bắc so với vị trí
của nó vào mùa đông và có cường
độ lớn hơn. Ngược lại với tháng 1, trên các lục địa miền
cận nhiệt khí áp giảm.
Ở những vĩ độ cao hơn, khí áp vẫn còn thấp. Như vậy, ở miền ôn đới và cận cực Bắc Bán
Cầu, những khu vực áp thấp địa phương (nông hơn nhiều so với khu vực áp thấp đại dương
vào mùa đông) và các khu vực áp thấp trên lục địa tạo nên dải áp thấp cận c
ực liên tục bao

xuyên xuất hiện, di chuyển và tan đi do hoạt động xoáy thuận.
Vào tháng 1 trên bản đồ trung bình ở Bắc Bán Cầu (Hình 7.2) ít nhất có hai nhánh front
Bắc Băng Dương hay nói một cách khác là hai front Bắc Băng Dương: một ở miền bắc Đại
Tây Dương và miền bắc lục địa Âu Á, một ở miền bắc lục địa Bắc Mỹ và trên quần đảo Bắc
Băng Dương. Trong từng trường hợp các front có thể có vị
trí khác biệt nhiều so với vị trí
trung bình. Front Bắc Băng Dương di chuyển liên tục khi có các xoáy thuận và xoáy nghịch 182
xuất hiện trên chúng và cùng với sự xâm nhập của không khí băng dương chúng có thể xâm
nhập về phía miền vĩ độ thấp.
Ở những vĩ độ thấp hơn, giữa 30
o
N và 50
o
N ta thấy dãy các front cực phân cách các khu
vực thịnh hành khối khí ôn đới với các khu vực thịnh hành khối khí nhiệt đới. Front cực đi
qua Đại Tây Dương theo rìa phía bắc của vùng áp thấp Island. Ở châu Á front cực nằm gần
như dọc theo giới hạn phía bắc của cao nguyên Tibet hai front trên Thái Bình Dương trong đó
có nhánh front cực vòng qua Bắc Việt Nam tới miền Đông Á với chuỗi xoáy thuận ở Đài
Loan, Nhật Bản và xoáy thuận trung tâm Aliut và một front trên miền nam nướ
c Mỹ. Vị trí
trung bình của các front cực chỉ rõ giới hạn phía nam của sự thịnh hành khối khí cực. Trong
từng trường hợp, front cực dĩ nhiên có thể không nằm trùng vị trí trung bình nhiều năm.
Những đoạn đứt giữa các front Bắc Băng Dương cũng như giữa các front cực trên bản đồ cho
ta thấy những khu vực không khí xâm nhập xuống các vĩ độ thấp hay lên các vĩ độ cao với tần
suất lớn, ở đây front cực bị mờ đi.
Tương tự, ở Nam Bán Cầu có các front Nam Băng Dương (không có trên bản đồ) và bốn
front cực ở vĩ độ 40